青藏高原东缘是现今两种主流高原隆升机制——中下地壳管道流说(Royden et al., 1997；Clark and Royden, 2000)和侧向逃逸模式(Tapponnier et al., 2001)争论的焦点, 岷山隆起与西秦岭构造带位于青藏高原东缘且是深部物质东向流动的必经之处, 其地壳结构及地壳变形机制长期以来受到国内外地质地球物理工作者的广泛关注, 该区也是东西向中国大陆中央造山系、近南北向的川滇—贺兰构造带和中新生代以来形成的青藏高原之间交接转换的关键构造(张国伟等, 2004；程顺有等, 2003), 又是中国东部和西部地貌特征、地壳结构、地壳厚度和地球物理场发生变化的转折带或重要梯级带(张季生等, 2007；江为为等, 2014).现今GPS速度场显示出由青藏高原向东经过西秦岭构造带、岷山隆起带至四川盆地的水平速度呈现非连续性衰减及转换并表现出明显的南东向顺时针转弯趋势(徐锡伟等, 2008；Shen et al., 2005；郑文俊等, 2009；张培震等, 2002), 同时垂直方向上的地壳运动场显示岷山隆起带存在着强烈的挤压缩短隆升现象(王双绪等, 2013).开展岷山隆起带及西秦岭构造带深部结构的精细结构探测, 能为高原隆升机制的研究及GPS速度场阶梯衰减与转换的深部构造原因研究提供参考资料.

岷山隆起带及邻区是南北地震带的重要组成部分(徐锡伟等, 2003；Zhang et al., 2009), 岷山隆起是由岷江断裂带和虎牙断裂带控制的南北向构造, 东西宽约40 km, 南北延伸160 km.陈长云等(2013)对巴颜喀拉地块东缘次级块体划分成果显示岷山隆起周缘发育马尔康次级地块、碌曲—岷县构造带、南坪构造带及摩天岭次级块体等.岷山隆起及邻近的西秦岭构造带历史记载曾发生过多次大中型地震, 如1933年茂县叠溪7.5级地震、1976年8月16日发生在虎牙断裂上的7.6级地震、1897年武都南发生的8级大地震及2013年发生的岷县地震等, 大部分强震(M_S≥6.9) 的发震构造位于岷江断裂、虎牙断裂或西秦岭构造带边界断裂附近, 且都属于震中小于20 km的浅源型地震, 与脆性上地壳变形关系密切(张岳桥等, 2008；陈长云等, 2013). 邓起东等(1994)、周荣军等(2000, 2006)、Kirby等(2000)从地表地质调查、GPS速度场等方面对岷江断裂和虎牙断裂开展了深入研究, 对两条断裂的几何结构、地震活动性存在较大分歧.地震层析成像反演获得的南北构造带及邻域的地壳结构图显示川西的岷山一带出现了一个低速区(江为为等, 2014).布格重力异常数据多尺度结构显示岷山隆起带地壳尺度内具有明显的低值异常(毕奔腾等, 2016).岷江附近的钻孔资料证实岷江断裂系统和虎牙断裂系统分别对应两个独立而又叠置的逆冲构造带, 现今地震活动则更多地受虎牙断裂及其岷山深部滑脱构造带的控制(张岳桥等, 2012).上述分析可见该区虽然开展了一定的地质与地球物理工作, 但是横跨岷山隆起带的地球物理剖面探测工作较少, 岷山隆起的深部结构及其和周缘次级构造间的横向差异性研究相对欠缺, 对岷山隆起带深部结构特征不慎清楚影响了对于该区强震聚集深层原因及岷山隆起深部动力学驱动机制的理解.

西秦岭构造带中上地壳精细结构及其变形特征是管道流模式和侧向挤出模式两种观点激烈碰撞的核心问题之一；GPS速度场阶梯衰减的特性也与深部构造对GPS位移矢量的分解作用关系密切, 因此地球物理工作者针对研究区的深部地壳结构开展了深入的调查研究.青藏高原东缘及龙门山构造带中上地壳存在壳内低阻低速层的认识得到了大量地球物理资料的证明(王椿镛等, 2007；金胜等, 2012；王绪本等, 2009), 但是资料解译成果(毕奔腾等, 2016)显示巴颜喀拉地块中下地壳并没有出现大面积的壳内低阻层, Bai等(2010)发现的下地壳流体并不具备广泛分布的性质.横跨松潘地块与西秦岭构造带的深地震反射剖面揭示该区地壳分为上地壳和下地壳两部分, 地壳变形并非是上下连续变形(高锐等, 2006)；跨过西秦岭造山带中部及东部区域(詹艳等, 2014；赵凌强等, 2015)的三条大地电磁探测结果显示西秦岭造山带东部地壳电性结构表现为高、低阻块体相互组合的特征.目前看来, 西秦岭构造带深部结构横向分块特征与壳内低阻层的存在基本得到了地球物理资料和GPS速度场分布特征的证明, 但是西秦岭构造带壳内低阻层的空间展布及其与区内各次级块体的接触关系的进一步明确仍然需要中上地壳细结构的支持.

基于以上原因, 在中国地质调查局项目与国家自然科学基金项目的资助下, 团队利用大地电磁对低阻层敏感的优点, 展开了对岷山隆起及西秦岭构造带中段的高精度大地电磁(MT)探测研究(构造边界带1~2 km点距, 次级块体内部2~5 km点距, 川西前陆坳陷10 km点距), 依托分别横跨岷山隆起带与西秦岭构造带中段的两条大地电磁勘探剖面(SG-WQL-L1和SG-WQL-L2) 探测成果, 结合以往地质地球物理研究成果, 解释沿剖面方向壳内低阻层分布范围、中上地壳结构特征及各次级地块间的差异性和接触关系, 查明岷山隆起深部发震构造、发震断裂的空间展布与周缘强震聚集的深部构造背景, 探讨岷山造山带的隆升机制与深部动力学背景, 分析GPS速度场在青藏高原东缘非连续性衰减的构造成因.

研究区范围涉及岷山隆起带和西秦岭构造带两个次级构造单元(图 1).岷山南北向隆起带位于南北地震带中部, 西侧为三叠纪复理石建造的马尔康次级地块(Ⅸ), 东侧以虎牙断裂带为界与摩天岭地块(Ⅲ)毗邻, 北侧以东昆仑断裂带为界与西秦岭构造带相互接触, 南侧以龙门山断裂带为界与四川盆地相隔.西秦岭构造带北部以西秦岭北部断裂带与中祁连构造带相隔, 南侧以东昆仑断裂带东段与摩天岭地块和岷山隆起带相互接触.

图 1

Fig. 1

图 1 南北构造带与西秦岭构造带交汇区地形、构造和大地电磁测点位置图 F1：江油断裂带；F2：北川—南坝断裂带；F3：青川—平武断裂带；F4：文县—勉县断裂带；F5：康县—略阳断裂带；F6：舟曲断裂带；F7：临潭—宕昌断裂带；F8：岷江断裂带；F9：虎牙断裂带；F10：黄坝驿断裂带；F11：王家湾断裂带.Ⅰ：川西前陆坳陷；Ⅱ：龙门山构造带；Ⅲ：摩天岭地块；Ⅳ：勉略结合带；Ⅴ：南坪构造带；Ⅵ：碌曲—岷县构造带；Ⅶ：西秦岭北缘构造带；Ⅷ：阿坝地块；Ⅸ：马尔康地块；Ⅹ：岷山隆起带. Fig. 1 Map showing topography and tectonics of the intersection area of West Qinling orogenic zone with north-south tectonic zone F1:Jiangyou fault zone; F2:Beichuan-Nanba fault zone; F3:Qingchuan-Pingwu fault zone; F4:Wenxian-Mianxian fault zone; F5:Kangxian-Lueyang fault zone; F6:Zhouqu fault zone; F7:Lingtan-Tanchang fault zone; F8:Minjiang fault zone; F9:Huya fault zone; F10:Huangbayi fault zone; F11:Wangjiawan fault zone.Ⅰ:West Sichuan depression; Ⅱ:Longmenshan tectonic zone; Ⅲ:Motianlin block; Ⅳ:Mianlue suture zone; Ⅴ:Nanping tectonic zone; Ⅵ:Lüqu-Minxian tectonic zone; Ⅶ:North frontal of West Qinling orogenic zone; Ⅷ:Aba block; Ⅸ:Barkam block; Ⅹ:Minshan uplift.

大地电磁(MT)剖面SG-WQL-L1全长约382 km, 共计完成MT测深点80个, 次级地块边界带点距较密(1~3 km), 次级地块内部点距较稀疏(3~10 km), 剖面方向基本垂直近南北向的岷山隆起带.剖面西边起始于松潘黑水下达盖地区, 向东依次经过虎牙、木座、姚渡、南屏终止于汉中宗营, 剖面自西部的马尔康次级地块向西依次跨过岷江断裂带(F₈)、岷山隆起带(Ⅹ)、虎牙断裂带(F₉)、摩天岭地块(Ⅲ), 止于汉中盆地.

大地电磁剖面SG-WQL-L2全长402 km, 共计完成MT测深点182个, 次级构造边界带附近点距较密(1~3 km), 地块内部点距较稀疏(3~10 km), 南段与江油断裂带(F₁)、南坝断裂带(F₂)、青川—平武断裂带(F₃)、文县—勉县断裂带(F₄)、康县—略阳断裂带(F₅)近垂直, 北段与舟曲断裂带(F₆)、临潭—宕昌断裂带(F₇)近垂直.剖面自北部起始于甘肃渝中, 向南依次经过漳县、宕昌、舟曲、青川、金仙, 终止于广元大桥镇, 自北部的中祁连构造带向南依次横跨西秦岭北部构造带、碌曲—岷县构造带、迭山构造带、南坪构造带、勉略结合带、摩天岭地块、龙门山构造带, 终止于川西前陆坳陷带.

MT数据野外采集工作在2012年至2014年间进行, 统一采用南北正交装置进行数据采集, 针对资料处理过程中出现的废点进行多次重复测量与补充测量, 测量仪器使用加拿大凤凰公司V8多功能电法仪器, 为保证数据质量, 所有测点记录时间均超过24 h, 并在四川崇州布置了远参考站与测区进行同步记录, 使用远参考技术和Robust技术(Gamble et al., 1979；Egbert and Booker, 1986；Chave et al., 1987)进行资料处理, 资料有效周期范围是320 Hz~2000 s, 大部分测点的视电阻率和相位曲线较光滑、误差棒较小.图 4给出了岷山构造、摩天岭地块、西秦岭造山带(中段)、川西前陆盆地内典型测点的视电阻率和相位曲线.视电阻率和阻抗相位曲线形态和数值显示岷山隆起、摩天岭地块、西秦岭构造带及川西前陆盆地具有明显不同的中上地壳电性结构特征.

图 4

Fig. 4

图 4 SG-WQL-L1与SG-WQL-L2剖面上典型测点视电阻率与阻抗相位曲线图 Fig. 4 Typical apparent resistivity and phase curves along profiles SG-WQL-L1 and SG-WQL-L2

虽然大地电磁三维反演技术取得了较大进步, 但是二维反演方法作为一种相对成熟的反演技术在现阶段资料处理中还是主流, 基于研究区横跨东西向西秦岭构造带、南北向岷山隆起带及北东向龙门构造带等多个不同方向的构造单元, 深部构造特征比较复杂, 因此需要详细分析沿剖面的二维性和电性走向(陈乐寿和王光锷, 1990).原始时间序列数据预处理采用加拿大凤凰公司(Phoenix)提供的SSMT2000数据处理软件进行, 将观测的时间序列数据经过傅里叶变换得到电磁场的自、互功率谱, 然后利用Robust技术计算出视电阻率、相位定性分析参数.进一步编写程序计算获得各测点的相位张量二维偏离度值(Skewness)和最佳主轴方位角.

图 2给出了SG-WQL-L1与SG-WQL-L2剖面全部测点相位张量二维偏离度随频率变化的立体图, 两条剖面上从高频到低频(320~0.01 Hz)段大部分测点的二维偏离度值都小于0.2, 仅在龙门山逆冲带、勉略结合带部分区域的某些测点小于0.01 Hz (0.01 Hz~2000 s)的低频段存在大于0.3的二维偏离度值.说明SG-WQL-L1和SG-WQL-L2剖面主要研究段岷山隆起、摩天岭地块及西秦岭构造带等具有二维特性, 只是在比较深的地方三维性较强(Caldwell et al., 2004；蔡军涛等, 2010).

图 2

Fig. 2

图 2 SG-WQL-L1和SG-WQL-L2剖面相位二维偏离度随频率变化的立体等值线图 Fig. 2 Contours of 2D skewness varying with frequency from phase tensor decomposition along profiles SG-WQL-L1 and SG-WQL-L2

图 3为两条剖面不同构造单元内部分测点的相位张量电性主轴走向玫瑰花瓣图在地质构造图上的空间分布, 长轴对应张量元素不变量的最大值, 短轴对应张量元素不变量的最小值, 长轴方向对应电性主轴方向(张乐天等, 2012；詹艳等, 2014).SG-WQL-L1剖面上测点电性主轴方向基本与区内次级构造的走向一致, 在虎牙断裂以西测点(098、118、136) 的电性主轴指向北偏东15°左右；在摩天岭地块内电性走向表现为近东西向.SG-WQL-L2剖面上测点主轴方位也基本与区内次级构造走向基本一致, 川西前陆坳陷带内测点(101) 主轴方位角表现为北北东—南南西向；龙门山构造带内测点的主轴方位角呈现为北东向, 与龙门山断裂带的走向基本一致；摩天岭地块、南坪构造内的测点(159、182) 主轴方位角与该区东西向的构造走向一致；碌曲—岷县构造带内与西秦岭北缘构造带内的测点(200、219) 主轴方位角表现为北西—南东向, 与次级块体的构造走向一致.综上所述, SG-WQL-L1测线近东西向的布置基本与岷山隆起走向垂直, 与摩天岭地块走向平行；SG-WQL-L2剖面北偏西20°的测线布置方案与龙门山构造带、摩天岭地块及南坪构造带走向垂直, 与碌曲—岷县构造带及西秦岭北缘构造带夹角在40°左右, 在资料处理时需要引起注意.

图 3

Fig. 3

图 3 SG-WQL-L1与SG-WQL-L2剖面部分测点相位电性主轴玫瑰花瓣图 Fig. 3 Rose diagrams of geoelectric strike along profiles SG-WQL-L1 and SG-WQL-L2 directions from phase tensor decomposition

宽频大地电磁野外数据采集采用南北正交装置(电场、磁场采集设备布置方位为正南北与正东西), 马尔康地块和岷山隆起带构造走向为近南北向, MT测点东西向视电阻率和阻抗相位是垂直构造走向的TM极化模式, 相对应南北向数据则为TE极化模式；川西前陆坳陷带、龙门山构造带内构造走向为北偏东60°, 按照南北布极方向向东旋转60°, 计算得到的视电阻率与阻抗相位数据为平行北东东构造走向的TE极化模式, 与之对应北西30°方向极化获得的数据为TM极化模式；摩天岭地块和南坪构造带内构造走向为近东西向, 因此近南北向测线布置计算获得的视电阻率和阻抗相位为TM模式, 与之对应近东西向视电阻率和阻抗相位为TE极化模式；碌曲—岷县构造带和西秦岭北部构造带走向为北西西—南东东向, 按照南北布极方向向东旋转30°获得的视电阻率和阻抗相位为TM模式, 与之对应的是北西西60°方向的视电阻率与阻抗相位为TE模式.

原始观测视电阻率与阻抗相位是测点下方地电结构的真实反映, 在进行2D反演之前进行视电阻率与阻抗相位资料的定性分析, 能基本了解研究区深部电性变化特征, 为反演结果的准确性评估及资料解释提供依据.图 4给出了不同次级构造内典型测点的视电阻率与阻抗相位曲线, 马尔康地块、岷山隆起带、摩天岭地块、川西前陆坳陷带、西秦岭北部构造带等构造带内的视电阻率与阻抗相位曲线变化特征与数值明显不同.马尔康地块内测点(L1-112) 视电阻率曲线由高频到低频表现为升高-下降-升高的变化特征, 与之对应的相位曲线呈现低-高-低的变化特征, 视电阻率升高段(频率320~0.1 Hz)对应高阻地层, 中间视电阻率下降段(相位升高段)对应中间低阻地层, 频率范围为0.1 Hz~2000 s的视电阻率升高段(相位下降段)对应高阻地层, 马尔康地块深部可能为高阻-低阻-高阻的三层电阻率结构；岷山隆起带测点(L1-122) 视电阻率曲线数值自高频到低频都较低, 表现为下降-升高的变化特征, 阻抗相位呈现高-低的变化特征, 320~0.01 Hz视电阻率下降段(高相位段)对应低电阻率地层, 视电阻率曲线上升段(频率0.01 Hz~2000 s)对应中高阻地层, 岷山隆起带中上地壳可能为低阻-高阻的二层结构；摩天地块内测点(L2-152) 视电阻率曲线的数值较高, 曲线形态在320~1 Hz非各向同性特征明显, 曲线整体表现为高电阻率特征, 但是在频率0.08 Hz附近视电阻率曲线出现局部低值点, 摩天岭高阻地块内部可能发育低阻地层.西秦岭构造带内不同次级构造上测点视电阻率曲线形态与数值差异较大, 西秦岭北部构造带(L2-219) 测点呈现典型高-低的电性结构特征, 频率320~0.8 Hz段视电阻率曲线数值较高且变化平缓(相位为低相位), 对应高阻地层, 频率0.8 Hz~2000 s视电阻率曲线整体表现为下降趋势(相位为升高趋势), 说明高阻地层之下展布低阻地层；西秦岭构造带南部次级构造碌曲—岷县构造带、南坪构造带内测点分别呈现高-低-高及低-高-低的电性变化特征；L2-126位于龙门山构造带, 自320 Hz到0.8 Hz TE极化与TM极化模式获得的视电阻率与阻抗相位曲线基本重合, 当频率低于0.8 Hz时, 两种极化模式获得的视电阻率与阻抗相位曲线差异较大, 说明龙门山构造带深部存在各向异性特征, 视电阻率曲线整体表现为高-低-高的变化特征, 说明龙门山构造带高阻块体内部发育低阻地层；L2-94测点位于川西前陆盆地, 320~0.08 Hz段TE极化与TM极化模式视电阻率数值较低, 可能对应川西前陆盆地的低阻覆盖层, 视电阻率曲线在0.08 Hz时出现的上升趋势为基底地层的反映, 0.08 Hz~2000 s TE与TM极化模式视电阻率及相位曲线表现出明显的各向异性特征, 说明测点L2-94深部构造较复杂.

研究区地表地形起伏剧烈, 地质构造变化复杂, 地表电性横向不均匀分布特征明显, 因此, 在进行二维反演之前, 对全部MT测点进行了TE与TM极化模式判别及静态位移分析, 首先对同一地层单元内不同测点高频段视电阻率数值进行了统计分析与比较(詹艳等, 2014), 然后结合收集到的区域物性资料, 判识发生静位移的测点并进行校正处理.利用相位资料不受静位移影响的特征, 在反演过程中不断比较理论响应得到的相位值与实测相位值, 根据比较结果不断调整静态位移系数.

资料后续编辑处理与二维反演在“MTsoft2.4”MT数据处理与反演系统下进行, 后续编辑有“飞点”编辑与空间滤波, 在“飞点”编辑过程中充分考虑“飞点”前后数值的连续性与同一构造内曲线形态的一致性.利用NLCG (Rodi and Machie, 2001)二维反演算法开展TM与TE数据的电阻率相位联合反演, 反演过程中TM模式的视电阻率与阻抗相位数据分别选择15%和10%的本底误差, TE模式视电阻率与相位分别使用45%和10%的本底误差.初始模型选择100 Ωm的均匀空间, 对比分析不同正则化因子(τ)反演结果, 图 5为SG-WQL-L1剖面不同τ反演得到的模型粗糙度(roughness)和拟合误差(RMS)的L曲线图, τ=10时得到的结果能最好综合拟合误差值与模型光滑程度(Patro and Harinarayana, 2009), 也是SG-WQL-L2剖面L曲线的拐点.使用τ=10反演时SG-WQL-L1总体拟合误差为1.89, SG-WQL-L2总体拟合误差为1.84.

图 5

Fig. 5

图 5 SG-WQL-L1剖面不同正则化因子反演得到的拟合误差、模型粗糙度L曲线图 Fig. 5 L-curve of RMS values and roughness for profile SG-WQL-L1 using varied regularization factors

图 6为SG-WQL-L1与SG-WQL-L2两条测线二维反演得到的理论响应(TE极化与TM极化)等值线断面图与实测视电阻率、阻抗相位等值线断面图的对比, 可以看出实测的视电阻率、阻抗相位等值线断面图与二维反演得到的理论响应结果拟合度较好, 说明本次反演结果正确可靠, 二维反演获得的30 km以浅中上地壳电性结构可以用于开展岷山隆起带与西秦岭构造带中段的构造解释与地质地球物理综合研究.

图 6

Fig. 6

图 6 SG-WQL-L1(A)和SG-WQL-L2(B)剖面实测与2D模型理论计算的TE和TM极化模式视电阻率等值线图 Fig. 6 Comparison of TE and TM apparent resistivity of measured and calculated from 2D theoretical response along profiles SG-WQL-L1(A) and SG-WQL-L2(B)

图 7为SG-WQL-L1与SG-WQL-L2大地电磁测深剖面二维反演结果与地表地质构造叠合显示的拟三维图, 从图中可以看出在30 km以浅的深度范围内次级块体边界带都存在明显的电阻率梯级带；两条反演剖面交接部位位于摩天岭地块, 两条剖面反演结果在交接部位的深部电阻率变化特征与数值基本一致；马尔康块体呈现三层结构、岷山隆起带呈现低-高分布的两层结构、龙门山构造带呈现高阻特征且深部发育低阻滑脱带、川西前陆坳陷带呈现两层结构且深部构造变化相对剧烈及摩天岭高阻地块内部发育低阻地层等特征与相应构造单元内的单点测深曲线分析(定性)结果一致, 说明本次反演结果真实可靠, 可以用于进一步的资料解释.

图 7

Fig. 7

图 7 岷山隆起及邻区中上地壳拟三维电性结构图 Ⅱ：龙门山构造带；Ⅲ：摩天岭地块；Ⅷ：阿坝地块；Ⅺ：马尔康地块；Ⅹ：岷山隆起带. Fig. 7 Pseudo-three-dimension resistivity structure of Minshan uplift and adjacent areas Ⅱ:Longmenshan tectonic zone; Ⅲ:Motianling block; Ⅷ:Aba block; Ⅺ:Barkam block; Ⅹ:Minshan uplift.

参照岷山隆起带及西秦岭构造带地质构造方面近年来的研究成果(张岳桥等, 2008, 2012；徐锡伟等, 2008)、大地电磁资料解释成果(詹艳等, 2014；赵凌强等, 2015)以及人工地震资料解译成果(高锐等, 2006；张季生等, 2007；周民都等, 2012)等, 对SG-WQL-L1与SG-WQL-L2剖面二维反演获得的中上地壳电性结构图进行了构造解释和断裂体系划分, 解译结果见图 8, 地震震中位置选取剖面两侧0.5°范围内的历史地震、经过精确定位后的投影结果(邓绍辉, 2013), SG-WQL-L1剖面主要解译了岷江断裂带(F₈)、虎牙断裂带(F₉)、青川—平武断裂带(F₃)等断裂, 并依据断裂带分布及地表地质解译了沿剖面分布的马尔康地块(Ⅸ)、岷山隆起带(Ⅹ)、摩天岭地块(Ⅲ)与龙门山构造带(Ⅱ)；SG-WQL-L2剖面主要解译了临潭—宕昌断裂带(F₇)、舟曲断裂带(F₆)、康县—略阳断裂带(F₅)、文县—勉县断裂带(F₄)、青川—平武断裂带(F₃)、北川—南坝断裂带(F₂)、江油断裂带(F₁)及剑阁隐伏断裂带(F₁₂)等断裂, 并依据断裂带分布及地表地质特征解译了西秦岭北缘构造带(Ⅷ)、碌曲—岷县构造带(Ⅶ)、摩天岭地块(Ⅲ)、龙门山构造带(Ⅱ)及川西前陆坳陷带(Ⅰ)等次级构造.

图 8

Fig. 8

图 8 SG-WQL-Ll(A)与SG-WQL-L2(B)剖面二维电性结构构造解译成果图 Fig. 8 Tectonic interpretation results of the 2D electrical structure of SG-WQL-L1 (A) and SG-WQL-L2 (B) profiles

断裂带电性结构特征：图 8A所示电性结构解译图显示岷江断裂带和虎牙断裂带为岷山隆起的边界断裂, 岷江断裂带与虎牙断裂带受控于马尔康地块与岷山隆起上地壳底部的电阻率梯级带(滑脱面), 两个滑脱面在深部呈现叠置状的空间展布特征, 空间上岷江断裂深部出现明显的“段坡”构造(张岳桥等, 2012).岷江断裂带对应的电阻率梯级带倾斜角度由西向东逐渐变平滑, 岷江断裂带电性梯级带一直延伸至马尔康地块, 并在16 km深度左右与发育在马尔康次级地块内的壳内低阻层相交汇；虎牙断裂带电阻率梯级带边缘亦呈现上陡下缓的趋势, 虎牙断裂带的上盘岷山逆冲推覆构造整体表现为低阻特征；摩天岭地块东西边界的低阻条带异常对应相应的次级构造边界断裂, 上述低阻带与摩天岭地块内发育的低阻滑脱面相交汇；青川—平武断裂带呈现出上陡下缓的低阻条带异常；汉中盆地处于摩天岭地块、扬子地块与西秦岭构造带的交汇区, 该区应力分布复杂, 发育大量逆冲、挤压及走滑断层, 在电性剖面上表现为横向不均匀性以及多处明显的电阻率梯级带, 使得龙门山构造带与汉中盆地交接区域整体上呈现范围较大的低阻异常.

图 8B所示电性结构剖面显示临潭—宕昌断裂带、舟曲断裂带附近都有明显的上陡下缓电阻率梯级带发育, 同时上述断裂带在10 km左右与西秦岭构造带深部的壳内低阻汇聚, 西秦岭北部构造带与碌曲—岷县构造带总体呈现叠瓦状的展布特征；摩天岭地块南北边界断裂分别为青川—平武断裂带与文县—勉县断裂带, 青川—平武断裂带倾向北西, 文县—勉县断裂带倾向南东, 断裂低阻带在深部12 km左右交汇于摩天岭地块内发育的低阻滑脱面；康县—略阳断裂带为南坪构造带与勉略结合带的边界断裂, 断裂带倾向南东；在川西前陆盆地与龙门山构造带交接部位, 深部发育倾向北西的低阻条带异常, 推测其为发育在前陆盆地西缘的剑阁隐伏断裂带.

构造区电性特征：SG-WQL-L1剖面由西到东依次经过马尔康地块、岷山隆起、摩天岭地块及汉中盆地等构造单元, SG-WQL-L2剖面由北至南依次经过西秦岭北部构造带、碌曲—岷县构造带、南坪构造带、勉略结合带、摩天岭地块、龙门山构造带及川西前陆坳陷等次级构造单元.图 8显示研究区总体呈现“横向分块纵向分层”的结构特征, 横跨西秦岭构造带中部与东部的两条大地电磁剖面处理结果也显示西秦岭构造带上地壳横向差异明显, 横向上表现为分块构造特征(詹艳等, 2014).

马尔康地块位于松潘—甘孜地块东缘北段, 北部以龙日坝断裂为界, 南部以龙门山断裂带为界, 西部以鲜水河断裂带为界, 东部以岷江断裂带为界.电阻率由浅部到深部表现为高-低-高的层状构造特征, 上地壳高阻层应当是三叠纪复理石杂岩的电性体现(张乐天等, 2012), 厚度在10~15 km左右；高阻层之下发育壳内低阻层, 空间展布深度在15~20 km左右, 该低阻带表现为西深东浅的空间展布特征, 且在深度10 km左右与岷山隆起带内发育低阻逆冲推覆体在深部交汇.

岷山隆起带处于马尔康地块与摩天岭地块的交接地带, 西边以南北向岷江断裂带为界, 东边以南北向虎牙断裂带为界, 北边以东昆仑断裂带为界, 南边以龙门山断裂带为界.深部电性结构揭示岷山隆起带深部电性结构表现为低-高的结构特征, 上地壳整体表现为低电阻率的特征, 低电阻率体下部为向西倾斜的中下地壳中阻地块；岷山上地壳低阻体与马尔康地块内的壳内低阻层在岷江附近交汇并在深部表现为“断坡”构造特征, 该区历史上发生多次强震, 如1933年茂县叠溪7.5级地震、1976年8月16日发生的7.6级地震、1897年武都南发生的8级大地震等, 上述地震震中位置在电性结构图上的投影见图 8中SG-WQL-L1剖面, 震中位置处于岷山隆起低阻向中阻过渡的电性梯级带上.

摩天岭地块北缘以文县—勉县断裂带为界, 南缘以青川—平武断裂为界, 西边以虎牙断裂带为界, 东边构造节点处于青川—平武断裂带与文县—勉县断裂带的交接部位, 平面上表现为三角形的构造形态.该地块在SG-WQL-L1与SG-WQL-L2剖面上的深部电阻率结构一致, 整体表现为高电阻率的特征(R1), 细节上呈现出高-低-高的层状电性结构特征, 深部形态上表现为上宽下窄的“倒梯形”构造特征.中间低阻层厚度较薄, 最深部位位于摩天岭地块的几何中心且往东西南北四个方向逐渐变浅, 与摩天岭地块周缘拆离断层形成的低阻条带基本重合.

剖面SG-WQL-L2经过的西秦岭北部构造带、碌曲—岷县构造带、南坪构造带、勉略结合带等次级构造位于由鄂尔多斯、阿拉善、青藏和四川块体围限的“菱形块体”南缘(张培震等, 2003), 沿剖面以临潭—宕昌断裂带为界被分为西秦岭北缘构造带和西秦岭南缘构造带, 西秦岭南缘构造带以舟曲断裂带、康县—略阳断裂带、文县—勉县断裂带为界被细分为碌曲—岷县构造带、南坪构造带、勉略结合带.剖面电性结构揭示出各次级地块边界断裂都表现为明显的电阻率梯级带, 沿剖面方向西秦岭构造带30 km以浅电性结构整体表现为横向分块、纵向分层的电阻率结构特征, 横向上高低阻地电体相间出现, 高阻地块依托低阻带呈现叠置展布的空间特征, 纵向上在10~25 km左右断续发育厚度不等的壳内低阻层, 由于受到碌曲—岷县构造带深部高阻地块(R3)、南坪构造带与勉略构造带结合部位深部高阻块体(R2) 的阻挡作用, 低阻层界面起伏较大, 反映岷山隆起带及西秦岭构造带承受了较强的应力挤压及逆冲推覆作用.

综上所述, SG-WQL-L2剖面方向马尔康地块及西秦岭构造带中上地壳纵向上呈层状构造特征, 中地壳断续发育壳内低阻层；马尔康地块深部电性结构形态简单且构造变形较弱；剖面深部电阻率横向与纵向分布不连续, 各次级块体依托边界断裂带呈叠瓦状的构造特征；岷山隆起中低电阻率的软地壳相对于周缘其他次级构造具有明显的差异性；马尔康地块、岷山隆起及西秦岭构造带中地壳整体呈现低电阻率的特征；摩天岭地块、龙门山构造带、以及川西前陆盆地中上地壳整体呈现高电阻率特征.深反射地震剖面认为松潘地块与西秦岭构造带地壳被壳内低速层分为非连续变形的上地壳和下地壳两部分(高锐等, 2006)；合作—大井MT剖面揭示松潘—甘孜地块与西秦岭构造带地表下13~20 km之间存在低阻异常体(金胜等, 2012)；上述成果为研究区中上地壳低阻层的存在提供了有力证据.深反射地震剖面认为松潘—甘孜地块与西秦岭构造带中下地壳反射特征相似, 二者属于同一个基底构造(高锐等, 2006), 重力布格异常小波多尺度分析成果也显示松潘—甘孜地块与西秦岭构造带中下地壳具有较低的相同密度值(毕奔腾等, 2016), 与大地电磁揭示的松潘—甘孜地块及西秦岭构造带中地壳整体低电阻率的特征比较一致, 也从侧面揭示该区的构造变形可能集中在上地壳尺度.

以上篇幅详细分析了研究区中上地壳电性结构特征.总体来看, 松潘甘孜(马尔康地块)与西秦岭构造带中段上地壳底部发育壳内低阻层, 下地壳低密度、低速度及低电阻率显示其是具有塑变性的软弱地层；岷山隆起带地壳呈现中低电阻率特征, 周缘马尔康块体、摩天岭地块及龙门山构造带等都具有较高的电阻率特征, 岷山隆起带的地壳相比于周缘地块具有更强的塑变性；西秦岭构造带内部中上地壳结构横向差异明显, 区域内强震频繁与电阻率结构横向差异分布关系密切, 2013年发生在临潭—宕昌断裂带上的岷县M_S6.6地震就位于高低电阻率变化梯级带上.

青藏高原隆升机制的解读主要有两种模式：地壳流模式(Royden et al., 1997；Clark and Royden, 2000)和侧向挤出模式(Tapponnier et al., 2001).对于地壳流模式, 大量地球物理剖面资料证实青藏高原中下地壳存在低速低密度低电阻率异常(张乐天等, 2012；Wang et al., 2014；Bai et al., 2010；Wang et al., 2010).但是重力解译成果(图 9)显示地球物理剖面资料解释的中下地壳流体并未大面积存在；岩石圈密度模型揭示松潘—甘孜地块与西秦岭构造带下地壳密度为2.8 g·cm^-3(毕奔腾等, 2016), Pan和Niu (2011)认为该区下地壳密度虽然较低, 但是由于中下地壳含有较多的长英质组分, 因而中下地壳并未出现大面积的熔融；天然地震层析成像结果也显示西秦岭构造带泊松比均值接近或略低于全球平均值, 下地壳尺度可能不存在地壳流认为的大面积熔融低密度体(李永华等, 2006), 局部的低速度低密度熔融可能是由于下地壳发生岩浆底侵作用, 在壳幔边界附近发生部分熔融(Zhao and Hasegawa, 1993)；滕吉文等(2015)通过总结青藏高原24条地震剖面成果也显示青藏高原壳幔结合部位并不存在能够流动的软弱层, 与地壳流模式认为高原内部中下地壳大面积分布低速低阻异常的认识相悖.侧向挤出模式关注的重点在上地壳的变形上, 地球物理资料显示松潘—甘孜地块、西秦岭构造带、龙门山构造带等区域中上地壳发育壳内低速低阻地层(王绪本等, 2009；高锐等, 2006；金胜等, 2012), 上地壳底部的低阻低速层使上地壳和下地壳发生解耦, 上地壳与下地壳呈现非连续性的变形特征；动力学模拟成果揭示中上地壳内的低阻地层能够造成青藏高原的快速隆升(姚琪等, 2012)；本文的MT剖面也揭示出研究区上地壳底部存在壳内低阻层, 并且脆性上地壳横向非连续性变形特征明显；横跨西秦岭构造带的深反射地震剖面显示西秦岭构造带上地壳以起伏的反射层为主, 表现为褶皱的构造特征(王海燕等, 2014)；GPS位移矢量研究成果亦说明青藏高原隆起促成巴颜喀拉地块东向“挤出”的滑动变形总量(10 mm·a^-1)可以通过主干断裂的走滑或逆冲运动分摊和吸收(何玉林, 2013).因此, 岷山隆起、西秦岭构造带及邻区的中上地壳深部结构特征和上地壳变形特征说明巴颜喀拉地块东缘及西秦岭构造带的深部动力学驱动机制偏向于侧向挤出模式.

图 9

Fig. 9

图 9 布格重力异常5~6阶小波变换异常图(毕奔腾等, 2016) (a)反映中下地壳布格重力异常特征; (b)反映上地幔布格重力异常特征. Fig. 9 The 5th to 6th order detailed images of Bouguer gravity anomalies from multi-scale wavelet transform (Bi et al., 2016) (a) is gravity anomalies of the mid-lower crust; (b) is gravity anomalies of the upper mantle.

青藏高原物质向东运移的过程中, 自巴颜喀拉东部(阿坝次级块体)、西秦岭构造带西部到四川盆地GPS速度场存在明显的非连续性衰减和方向转换(Shen et al., 2005；徐锡伟等, 2008).MT剖面解释出研究区中上地壳结构呈现横向分块的构造特征, 区域内存在马尔康次级块体、岷山隆起、摩天岭地块、西秦岭北缘构造、碌曲—岷县构造带等次级构造以及区分上述次级块体的活动断裂带, 这些活动断裂带及活动地块对GPS速度场的分解作用使得巴颜喀拉地块东部、西秦岭构造带物质向东运动的速度并非连续性的递减而是呈现分块运动的性质(Shen et al., 2005; 徐锡伟等, 2008；杜方等, 2009).GPS测量结果显示岷江断裂带与虎牙断裂带存在左旋水平滑动与垂直滑动(邓起东等, 1994), 现今地震震源机制解显示岷山隆起带最大水平主压应力轴为近W—E (Zhang et al., 2009), 因此, 岷山隆起带在区域上受到了东西向主压应力的挤压作用.MT剖面成果揭示岷山隆起带上地壳表现为低阻特征, 岷江断裂带与虎牙断裂带受控于马尔康地块与岷山隆起带上地壳底部的滑脱面, 上述滑脱面都呈现浅部陡峭深部平缓的空间展布特征, 并且滑脱面在深部是上下叠置的关系, 马尔康块体与岷山隆起依托边界断裂向东逆冲推覆.岷山隆起带上地壳低阻地电体与马尔康地块壳内低阻层交汇的特征便于应力向岷山隆起带传输.因此, 青藏高原内部的软流圈物质侧向流动, 驱动巴颜喀拉地块东缘上地壳沿中上地壳低阻层东向运移, 使岷山隆起及邻区在区域上受到东西向主压应力的挤压, 当受到摩天岭高阻刚性地块的阻挡时, 岷山隆起带地壳发生褶皱变形并向东逆冲推覆从而形成高耸的岷山山脉, 岷江断裂与虎牙断裂的左旋运动加速了岷山的隆起.

GPS速度场及构造变形成果显示青藏高原东缘“软”、“热”地壳相对于四川盆地“硬”、“冷”地壳具有较强的塑变特征, 应力主要在“软”、“硬”地壳的交接带聚集, 构造变形主要发生在“软”地壳一侧(陈长云等, 2013).MT剖面反演成果清晰地揭示出岷山隆起带相对于其周缘发育的马尔康次级块体、摩天岭地块、龙门山构造带具有最软的上地壳, 这一特征有利于应力及能量在岷山隆起带积累.岷山隆起带以岷江断裂带与虎牙断裂带为边界断裂, 岷江断裂附近的钻井资料揭示岷江逆冲系统在中更新世逆冲挤压活动停止, 转化为正断作用, 挤压逆冲活动主要发生在岷山隆起东缘的虎牙断裂带上(张岳桥等, 2012)；岷山隆起带历史地震震中在MT剖面上的投影见图 8A, 可以看到震中位置都处于虎牙断裂带及其深部延伸带上面, 空间上与岷江断裂并没有直接的联系, 也印证了更新世以来的活动断裂为虎牙断裂这一观点；岷山隆起深部的“断坡”构造为岷山隆起周缘地震的发震构造(张岳桥等, 2012), 虎牙断裂为岷山隆起区的发震断裂.青藏高原向北东扩张的过程中, 由于受到高阻摩天岭地块的阻挡与“断坡”构造的影响, 弹性应变能在软弱的岷山隆起带深部聚集, 当弹性应变能达到阈值时就会进行释放, 因此虎牙断裂及其深部延展带上发生了多次强震(图 10)；由于上地壳在软流圈物质南东方向的持续拖曳下, 使岷山次级块体内部的能量沿着布格重力异常低速带转移到龙门山断裂带中段, 当能量积累到一定程度, 龙门山断裂带沿断裂带深部的壳内低阻滑脱面发生错动, 引起2008年汶川M_S8.0地震.

图 10

Fig. 10

图 10 岷山隆起带及邻区深部结构与动力学机制示意图(修改自张岳桥等, 2012) Fig. 10 Deep structure and dynamics model of Minshan uplift and adjacent areas (modified from Zhang et al., 2012)

本文依托横跨岷山隆起及西秦岭构造带中段的交叉MT小点距剖面, 获得了研究区中上地壳相对精细的电性结构, 分析了西秦岭构造带与岷山隆起沿剖面方向的电性结构变化特征, 与前人研究成果开展了对比研究, 得到如下几点主要认识：

(1) 西秦岭构造带中上地壳沿剖面方向呈横向分块纵向分层的电性结构特征, 中地壳12~25 km深度发育厚度不等的壳内低阻层；西秦岭构造带脆性上地壳依托次级地块边界断裂带呈现叠瓦状空间展布, 中上地壳呈现明显的挤压变形特征；岷山隆起带上地壳发育低阻体, 中地壳呈现中阻特征；马尔康地块中上地壳发育的壳内低阻层与岷山隆起上地壳低阻体在深部交汇, 岷江断裂带与虎牙断裂带受控于马尔康地块与岷山隆起带上地壳底部的滑脱面, 滑脱面呈现往东角度逐渐变陡峭的趋势且在岷江附近出现“断坡”构造, 历史强震震源深度显示虎牙断裂为岷山隆起带新生代强震的发震断裂.

(2) 阿坝地块、马尔康地块、岷山隆起、摩天岭地块、西秦岭北缘构造等次级构造以及区分上述次级构造的活动断裂带是青藏高原东北向运动时GPS速度场呈现非连续性的递减并伴随方向转换的构造成因.中上地壳壳内低阻层发育, 脆性上地壳横向非连续性变形特征更加符合侧向挤出模式提出的上地壳变形特征.

(3) 青藏高原向北东扩张的过程中, 高原内部的软流圈物质侧向流动, 驱动巴颜喀拉地块东缘上地壳沿中上地壳低阻层东向运移, 当受到高阻摩天岭地块的阻挡时, 软弱的岷山隆起发生褶皱变形并向东逆冲推覆形成高耸的岷山山脉, 岷江断裂与虎牙断裂的左旋运动加速了岷山的隆升.在岷山隆起形成过程中, 弹性应变能在软弱的岷山隆起带聚集到一定程度就会进行释放, 从而在虎牙断裂及其深部延展带上发生了多次强震；由于上地壳在软流圈物质南东方向的持续拖曳下, 使岷山隆起内部的能量积累沿着布格重力异常低速带转移到龙门山断裂带中段, 影响到2008年汶川M_S8.0地震的诱发.

(4) 西秦岭构造带与岷山隆起带脆性上地壳的变形特征和中上地壳的深部结构特征在一定程度上符合侧向挤出的高原隆升机制.但是地壳流模式在青藏高原东缘和南缘也得到了许多地质与地球物理勘探资料的支持.因此, 青藏高原的隆升可能是多种模式的共同作用, 还需要进一步的详细研究.

感谢匿名审稿专家提出的宝贵意见.感谢在数据采集提供过帮助的学生和乡亲.文中部分图件使用了GMT软件进行绘制.